Гидротермальный процесс в вулканических областях и его связь с магматической деятельностью

Аверьев В.В., Институт вулканологии СО АН СССР

Вопрос о соотношении между гидротермальной и магматической деятельностью продолжает оставаться в геологии одним из самых актуальных и дискуссионных. Он обсуждается как в ходе петрологических и минералогических исследований, так и при изучении генезиса термальных вод. Исторически и территориально гидротермальный процесс тесно сопряжен с явлениями магматизма. Однако многообразные конкретные формы и сущность этой связи до конца не выяснены и трактуются по-разному.

В областях современного вулканизма наиболее типичной является ассоциация гидротермального процесса с явлениями “кислого вулканизма”. Исключение представляет лишь Исландия, где базальтовый материал абсолютно преобладает. Что же касается таких классических объектов, как зона Таупо в Новой Зеландии, Йеллоустонский парк в США, Камчатка и многие другие, то самые мощные и высокотемпературные гидротермальньные системы приурочены здесь к районам, где получили чрезвычайно широкое развитие пемзы, игнимбриты и спекшиеся туфы, а также экструзии дацитов и риолитов верхнечетвертичного возраста. С этих позиций соотношение между гидротермальной и магматической деятельностью можно рассматривать как сравнение масштабов и интенсивности тех и других процессов в пределах конкретных, обычно четко очерченных районов и в рамках ограниченного времени.

Гидротермальный процесс характеризуют следующие главные показатели: температура гидротермальных систем, их тепловая мощность, интенсивность питания систем теплом, продолжительность их существования и возможные темпы совершающихся в них изменений. Здесь целесообразно ограничиться рассмотрением только высокотемпературных систем (температура значительно выше 100°), поскольку основные черты процесса представлены в них наиболее ярко.

Температуры в гидротермальных системах. Сведения о температурах в современных гидротермальных системах были получены в последние десятилетия на основании данных глубокого бурения, которое проводилось в ряде стран для использования перегретых' вод и пара в энергетических целях. В некоторых случаях температуры были вычислены при изучении поверхностных термопроявлений, когда были достаточно точно установлены соотношения между расходами кипящей воды и пара и тем самым рассчитано теплосодержание пароводяной смеси.

(Примечание.Термином “перегретые” в геологической литературе последних лет характеризуют подземные воды, имеющие температуру выше 400°, но находящиеся в жидкой фазе вследствие высокого пластового давления.)

Максимальные температуры на геотермальных месторождениях приближаются к 300° на глубинах около 1000 м (Вайотапу, Новая Зеландия). В самой глубокой геотермальной скважине, пробуренной в 1962 г. близ Соленого озера в Калифорнии, на глубине 1680 м предполагается температура минимум 270° и, возможно, приближающаяся к 370° (White et oth., 1963). Для большого числа геотермальных месторождений характерны температуры около 250°, приуроченные к глубинам в несколько сотен метров. Таковы Вайракей в Новой Зеландии, калифорнийские гейзеры в США, Лардерелло в Италии, многие термальные поля Исландии, наконец, Долина Гейзеров на Камчатке. На таких месторождениях, как Паужетка и Больше-Банное на Камчатке, Обама в Японии, и на многих других зафиксированы температуры 130-200°.

Нарастание температур в верхней зоне месторождений происходит очень быстро и зависит от глубины залегания обводненного комплекса пород и его температуры. На некоторых месторождениях, где обводненный комплекс находится близко к поверхности, значения температур, близкие к максимальным, наблюдаются уже на глубинах 150—300 м (рис. 1). В обводненных комплексах повышение температур с глубиной происходит крайне медленно. В большинстве случаев его вообще не удается обнаружить на протяжении многих сотен метров (термограммы 1 и 2 на рис. 1). Это особенно свойственно очагам разгрузки гидротерм, где тепловое поле является “наведенным” благодаря приближению к поверхности потока перегретых вод. Неуклонное, хотя и медленное повышение температур в нижних зонах гидротермальных систем удается обнаружить на очень немногих объектах. К ним, в частности, относится самое высокотемпературное из известных месторождений - Вайотапу (термограмма 3 на рис. 1).

В свете этих данных необходимо рассмотреть вопрос о температуре в основании гидротермальных систем. Понятие о “температуре основания”, или “базовой температуре”, ввел в 1961 г. Бодварссон (Bodvarsson, 1961). Этим термином обозначается температура на таких глубинах, до которых в пределах гидротермальных систем происходит более или менее активная циркуляция подземных вод. Эта глубина обусловлена особенностями геологического строения района, в частности — проницаемостью пород. Используя материалы изучения сейсмических разрезов, Бодварссон показал, что активная циркуляция подземных вод в вулканической зоне Исландии ограничивается глубинами в 1,5- 2,0 км, которым, по его материалам, соответствуют температуры 200— 250°, т. е. практически такие же, как и на более высоких уровнях гидротермальных систем. Этот вывод хорошо согласуется со всеми приведенными выше данными. Нет никаких оснований полагать, что в основании гидротермальных систем должны господствовать очень высокие температуры, приближающиеся, например, к температуре магмы. Даже на таком высокотемпературном объекте, как Вайотапу, экстраполяция термограмм до глубины 3 км дает величину не более 400°.

Тепловая мощность гидротермальных систем. Под тепловой мощностью гидротермальных систем понимается вынос ими того или иного количества тепла в единицу времени. Следует отметить, что еще недавно экспедиционные обследования термальных источников давали резко заниженные значения их тепловой мощности. Это объясняется тем, что, с одной стороны, оставалась неучтенной скрытая разгрузка гидротерм, часто превосходящая по своей величине видимый дебит источников, и, с другой — оставалась неизвестной температура перегретых вод на глубине. Лишь при постановке специальных работ стали четко вырисовываться поистине огромные масштабы гидротермального процесса. Сведения о тепловой мощности некоторых гидротермальных систем приведены в таблице. Наибольшую из известных сейчас мощностей —-500 тыс. ккал/сек имеет термальное поле Торфаёкул в Исландии. К этой величине близка суммарная тепловая мощность источников Иелло-устонекого парка. Для обширной группы гидротермальных систем, в которую входят Вайракей и Вайотапу в Новой Зеландии и Долина Гейзеров на Камчатке, характерна тепловая мощность около 100 тыс. ккал/сек. Наконец, известна также группа относительно “маломощных” систем, где вынос тепла измеряется первыми десятками тысяч килокалорий в секунду.

Для сравнения в таблице указаны тепловые мощности фумарольных полей на наиболее активных в этом отношении вулканов Камчатки и Курильских островов. Приведенные данные позволяют заключить, что гидротермальные системы, находящиеся в удалении от вулканических аппаратов, по масштабам выноса тепла нисколько не уступают фумарольным полям вулканов и во многих случаях превосходят их по мощности.

Интенсивность питания гидротермальных систем теплом. Одним из самых важных показателей гидротермального процесса является плотность теплового потока на участках формирования гидротерм, или, иными словами, интенсивность питания гидротермальных систем теплом. Однако сведения об этом стали появляться лишь в самое последнее время. Банвелл (Banwell a. oth., 1957) приводит данные Грегга о тепловом потоке в районе Таупо в Новой Зеландии, где средняя величина на площади 1130 км² равна 243 ккал/км² • сек, а в районе наиболее активной гидротермальной деятельности, на площади 125 км²,— 1200 ккал/км² • сек. В этой же работе для района Хенгилла в Исландии указывается, по данным Бодварссона, величина теплового потока 420 ккал/км² • сек.

Еще большая величина теплового потока была определена нами в 1962 г. в районе Долины Гейзеров. Здесь на площади около 50 км² она достигает 2000—2500 ккал/км² • сек. Эти цифры были получены в результате работ на специально выбранных балансовых участках, которые представляли собой небольшие по площади, четко очерченные гидрогеологические структуры. Расчет плотности тепловых потоков вели путем отнесения тепловой мощности, замеренной по всем термопроявлениям, к площади, на которой происходит инфильтрация и нагрев атмосферных вод.

Приведенные материалы безусловно свидетельствуют о том, что высокотемпературная гидротермальная деятельность приурочена к резко выраженным термоаномалиям в земной коре. Тепловой поток в рамках таких термоаномалий превышает средние показатели для Земли (12 ккал/км² • сек) в десятки и даже сотни раз.

Относительно глубинного строения термоаномалий пока что нельзя сказать ничего определенного. В ряде случаев они находятся в пределах вулкано-тектонических депрессий, которые можно трактовать как огромные древние кальдеры, а иногда — как серию последовательно образовавшихся кальдер. Образование таких структур обусловлено выбросом в течение четвертичного периода огромного количества главным образом кислого пирокластического материала. Что же касается “поверхностного” строения термоаномалий, то они охватывают территорию с различными геолого-структурными условиями. В сфере их влияния оказываются массивы древних вулканов, молодые экструзии, а также участки с обычными, невулканическими структурами. При этом, как удалось установить в районе Долины Гейзеров, показатели для теплового потока на старых вулканических массивах практически не отличаются от средних показателей для всей аномалии. Следовательно, паровые струи и фумаролы на таких массивах можно расценивать не как явления, порожденные самим вулканическим аппаратом, а как следствие наложенного теплового процесса.

Вследствие разнородных геологических условий питание гидротермальных систем инфильтрационными водами происходит с различной интенсивностью. Именно это обстоятельство и приводит к возникновению гидротермальных систем с индивидуальными температурными показателями в условиях примерно равного питания их теплом. В пределах одной и той же термоаномалии могут быть встречены самые различные термопроявления: от теплых источников до паровых струй и гейзеров. Формирование высокотемпературных гидротерм, питающих кипящие источники, гейзеры и паровые струи, приурочено по большей части к комплексам пород с низкими фильтрационными свойствами

Эти породы служат для холодных грунтовых вод относительными водоупорами, не допускающими внедрения в систему мощных инфильтрационных потоков. В частности, в районе Долины Гейзеров высокотемпературные проявления связаны с туфогенно-осадочным комплексом, питание которого поверхностными водами колеблется от 2 до 8 л/км² • сек (по расчету). В таких условиях происходит формирование гидротерм с температурой 200-250°. В некоторых случаях вместилищем высокотемпературных гидротерм могут быть и хорошо проницаемые породы, если они перекрыты непроницаемыми отложениями и надежно изолированы ими от инфильтрационных вод. Примером такого рода пород может служить геотермальное месторождение Лардерелло, где гидротермы с температурой 240—250° находятся в сильнотрещиноватых, кавернозных известняках, перекрытых мощным глинистым чехлом.